Geologische Bedeutung ozeanischer Mikrobiota

Oberseminar
„Geologische Bedeutung ozeanischer Mikrobiota“
Aus der Reihe:
„Marine Faziesräume – Biota und Sedimentation“
Bearbeiter:
Betreuer:
Vortrag:
Susann Kupfer
Dr. rer. nat. Olaf Elicki
06.07.2000
Gliederung:
1. Einleitung
2. Globale Gliederung der marinen Sedimente nach ihrer Zusammensetzung
• Karbonate
• Silicite
• Rote Tone
3. Globale Verteilung von organischen Kohlenstoff
4. Klima und Fazies
5. Ozeanische Mikrobiota und ihre Auswirkung auf lagerstätten- bzw. gesteinsbildende
Prozesse
• Phosphorite
• Karbonate
• Eisenverbindungen (BIF)
• Manganknollen
• Kohlenwasserstoffe
6. Die geologische Bedeutung der ozeanischen Mikrobiota
• Stofflicher Beitrag zum Sediment
• Isotope und Altersdatierung
• Chemismus und stoffliche Zusammensetzung
• Paläoklimatologie
• Paläobiogeographie
• Biogeographie
• Paläogeographie
• Paläoozeanographie
7. Zusammenfassung
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1. Einleitung
Die ozeanische Mikrobiota sind weltweit eine der wichtigsten Gruppen in der biogenen
Sedimentation überhaupt. Um die Bedeutung der marinen Ablagerungen zu zeigen, möchte
ich als erstes auf das Diagramm mit den globalen Verteilung von Oberflächen- Anteilen
eingehen. Wie aus der Abb.1 ersichtlich ist, sind zwei Drittel der Erdoberfläche von marinen
Sedimenten bedeckt. Wobei der Pazifik mit einer Fläche von 181.000.000 qkm die größte
Fläche einnimmt.
Wenn man sich parallel dazu die Abb.2 anschaut mit der prozentualen Verteilung der
Oberflächen in Bezug auf die Höhe, wird deutlich, daß sich die flächenmäßig am weitesten
verbreiteten Gebiete in Höhe NN (mit 20,9 %) und dann erst wieder in Tiefen zwischen 4000
und 6000 m (39,6%) befinden.
Abb.1 (ELICKI,2000)
Abb.2
2. Globale Gliederung der marinen Sedimente nach ihren Zusammensetzung
Die marinen Ablagerungen werden in Abhängigkeit von der Tiefe und von den Breitengraden
in einzelne Provinzen gegliedert, die in erster Linie von drei Hauptgruppen dominiert werden:
von den Karbonaten, Siliciten und Roten Tiefseetonen. Der Großteil der marinen Mikrobiota
konstruiert seine Schalen aus Calcit, Aragonit, Siliziumoxid, opalen SiO2, und untergeordnet
aus komplexen organischen Substanzen oder zementierten Sandkörnern (BRINKMANN/
ZEIL,1990). Die biogenen Sedimente werden in Form von Schlämmen pelagischer
Ausfällungssedimente aufgebaut, die zu über 30% aus Skeletten planktisch lebenden
Organismen bzw. aus Tonmineralen bestehen (KENNETT,1982).
Karbonate. In Abb.3 konzentrieren sich die Karbonate fast ausschließlich auf den Raum um
den Äquator, besonders an ozeanischen Rändern der äquatorialen Divergenz und der Süden
der arktischen Konvergenz (KENNETT,1982). Sie bestehen überwiegend aus Foraminiferen(Globigerinen) und Coccolithen- Schlämmen. Im selben Gebiet, nur unterhalb der
Kalkkompensationstiefe (4,5-5,0 km), sedimentieren die Roten Tiefseetone, die
mineralogische und chemische Lösungsrückstände des Globigerinen- Schlammes darstellen
(BRINKMANN/ ZEIL,1990).
3
Die Karbonatschlämme sind die bedeutendsten Sedimente des Ozeans, sie überdecken ihn zu
über 50% in allen Regionen oberhalb der CCD. Dazu zählen vor allem der Kontinentalrand,
der Kontinentalschelf und die flachmarinen Bereiche. Die Schlämme werden zu ca. 90 %
durch Organismen gebildet und lassen sich in zwei Haupt- u. einen Nebentyp von
Karbonatschlämmen gliedern (KENNETT,1982).
Die hier wichtigste Gruppe sind die Foraminiferen- Schlämme, in denen die planktisch
lebende Gruppe der Globigerinen dominieren. Sie bilden Globigerinen- Schlämme
(KENNETT,1982) die 25 % der Erdoberfläche bedecken und damit die verbreitetsten
Sedimente unter den rezenten Sedimenten darstellen. Sie werden in Tiefen um 2000 – 5000 m
abgelagert, zusammen mit einer Vielzahl anderer Foraminiferen- Arten, aber auch mit
Coccolithen- und Pteropodenschlämme und unlöslichen Rückständen von Radiolarien- und
Diatomeenschalen, sowie mit nichtlöslichen Abiogenen (BRINKMANN/ZEIL,1990). Eine
weitere wichtige Gruppe sind die Nannofossiel- Schlämme, auch Coccolithenschlämme
genannt, die von den rezenten Flagellaten, den Coccolithophoridae, und der ausgestorbene
Gruppe
Discoaster dominiert werden. Ebenfalls nicht unbedeutend sind die
Pteropodenschlämme. Ihre Hauptbestandteile sind die Pteropoden und Heteropoden, als
planktische Form der Gastropoden. Ihre Aragonitschalen werden in den calcitübersättigten
Flachwasser der Tropen ideal konserviert.
Zunehmende CaCO3-Löslichkeit ist der kontrollierende Faktor der Karbonatverteilung und ist
unabhängig von der Menge der biologisch produzierten Vorkommen in den OberflächenWässern (KENNETT,1982).
Silicite. Das sich wie ein schwarzes Band erstreckende Gebiet auf der südlichen Hemisphäre,
nördlich der Antarktis und an der Westseite des amerikanischen Doppelkontinentes wird als
Silicitischer Gürtel bezeichnet. Der Gürtel umrundet 900 –2000 km weit die Antarktis und
beherbergt über 75 % aller SiO2-Akkumulationen in dieser Region (Diatomeen dominieren
mit 70 Gew.% ). Das Upwelling, von und um die Antarktis, erfolgt in erster Linie durch
thermohaline Zirkulation und durch Windgebläse. Die nährstoffreiche Oberflächen- Wässer
haben eine hohe biologische Primär- Produktion zur Folge (KENNETT,1982). Die sich in der
Nähe befindenden Tiefseegebiete setzen sich überwiegend aus Radiolarien- (bevorzugt
niedrige Breitengrade) und Diatomeen- Schlämmen (bevorzugt hohe Breitengrade) zusammen
(BRINKMANN/ZEIL,1990).
Abb.3
4
Der Radiolarienschlamm ist eine an Kieselskeletten reiche Abart des Roten Tiefseetons und
wird bevorzugt in Tiefen von 5000 – 8000 m abgelagert. Große Flächen des Stillen und Teile
des Indischen Ozeans sind mit ihm bedeckt (BRINKMANN/ZEIL,1990).
Diatomeenschlämme bevorzugen im Gegensatz dazu die kühlen Gewässer der hohe
Breitengrade und säumen die Antarktis wie ein Gürtel (BRINKMANN/ZEIL,1990).
Silicitische biogene Sedimente reflektieren die biologische Produktivität von OberflächenWässern mit Upwelling, in denen aus tieferen Schichten phosphathaltige Nährstoffe und
silicitische Lösungen eingetragen wurden. Sie reichern sich im Ozeanboden als zahlreiche
Individuen, Speciesaggregate, Fekal- Pellets oder Produkte der frühen Auflösung an. 90-99 %
der biogenen Opal- Produktion werden bereits in den Oberflächen- Wässern wieder aufgelöst,
resistent dagegen sind Diatomeen, Radiolarien, Sillikoflagellata und KieselschwammNadeln. Vor allem silicitische Bestandteile werden in den SiO2-untersättigten OberflächenWässern sofort aufgelöst. Außer in größeren Tiefen herrscht in allen Ozeanen SiO2-Mangel.
Im Vergleich dazu sind die tiefen Bodenwässern CaCO3- untersättigt (KENNETT,1982).
Auffallend hierbei ist, daß der Atlantik durch das Upwelling fast keine kieseligen
Ablagerungen beherbergt, die sich aber wiederum im Pazifik konzentrieren. Im Atlantik ist
der Karbonat- Anteil prozentual am höchsten, besonders im Mittelatlantik an der RiograndeErhebung und dem Falkland- Plateau. Im Gegensatz dazu hat der Pazifik prozentual
wesentlich geringere Karbonat- Anteile, wenn man einmal vom Lord- Howe- Rise,
Neuseeland- Plateau, Neu Guinea und den Philippinen absieht. Der S- Pazifik (nördlich 50°S)
verfügt über mehr karbonatische Sedimente als der N- Pazifik. In der E- Pazifik- Erhebung
dominieren karbonatische Schlämme; nördlich und südlich davon schließen sich silicitische
Schlämme an. Es gibt hier mehr Silicitische Schlämme, als in jedem anderen Ozean. Die
Akkumulation in den Tiefen resultiert u.a. auch aus der zunehmender Lösung von fossilen
biogenen Sedimenten. Der Indische Ozean ist eine Mischung zwischen den CaCO3-reichen
Atlantik und dem SiO2- reichen Pazifik. Die einzelnen Charakter sind ein Resultat
verschiedener Bodenwasser- Zirkulationen, welche das Upwelling und die Produktivität
kontrollieren (KENNETT,1982).
3. Globale Verteilung von organischen Kohlenstoff
Abb.4
5
Mit der Abb.4 möchte ich kurz auf die Ablagerungsgebiete von organischen Kohlenstoff
eingehen, welche in der vorhergehenden Karte nicht berücksichtigt wurden.
Die hier als rot markierten Sedimentationsgebiete weisen einen Gehalt an organischen
Kohlenstoff von über 2 % auf. Die Gebiete sind (mit Ausnahme der Polarregion) fast
deckungsgleich mit den Gebieten der küstennahen Flachsee, welche der mannigfaltigste
Bereich des Meeres darstellt.
In der Flachsee konzentriert sich das Organismen- Wachstum, welches durch die zum
Wachstum benötigten Faktoren reguliert wird. Dazu zählen primär das Nährstoff- Angebot
und das Sonnenlicht. In der Fotozone gibt es zwar viel Licht aber wenig Nährstoffe. Die
Nährstoffe, die überwiegend aus toten Organismen oder deren Produkten bestehen, werden zu
intermediären Wassertiefen transportiert. Weil dort aber das Licht fehlt, werden nicht alle
Nährstoffe genutzt, es kommt zur Akkumulation. Ständige Umwälzung von nährstoffreichen
intermediären Tiefen- und nährstoffarmen Oberflächen- Wässern (auch als Upwelling
bezeichnet) führt in der Foto - Zone zur Nährstoff- Versorgung. In Küstengebieten, in denen
dieser Effekt durch Brandung und Meeresströmungen besonders häufig auftritt, kommt es zur
erhöhten organischen Produktivität und damit zur Akkumulation von organischen Kohlenstoff
(KENNETT,1982).
Aber woher kommt der hohe Anteil an organischen Kohlenstoff in den hohen Breitengraden?
Im arktischen Meer gedeiht eine üppige Diatomeen- Flora. Der Meeresboden ist dicht
besiedelt mit Foraminiferen, Bryozoen, Krebsen, Mollusken und seltener mit
Kalkschwämmen. Da das Wasser reich an Sauerstoff und Kohlendioxid ist, werden
organische Stoffe schnell zersetzt. Die niedrige Temperaturen, der hohe CO2-Gehalt und der
an Kalk untersättigter Bodenstrom des Arktischen Gürtels lösen den Kalk aus Ablagerungen
der westlichen Tiefenfurche des Atlantischen Rückens gründlich heraus. Man findet im
Sediment nur Diatomeen- Schalen und Fetzen von Muschelepidermen. Das ist der Grund,
warum der arktische Raum fossilarm, dafür aber reich belebt ist (BRINKMANN/ZEIL,1990).
4. Klima und Fazies:
1 Licht
2 Temperatur & Wärmekapazität
3 Sauerstoff- Produktion
4 Kohlendioxid- Gehalt
5 Salinität
6 geographische Lage (Breitengrad)
7 mineralische Rohstoffe
8 Substrat- & Bodenbeschaffenheit
9 aufsteigende, warme
Wassermassen
10 absinkende, kalte
Wassermassen
11 Bodenströmungen
Abb.5 (KUPFER,2000)
6
Obwohl das Meeresklima in den Ozeanen durch die große Wärmekapazität und das tiefe
Eindringen der Sonnenstrahlen in das Meer hinein verhältnismäßig ausgeglichen ist, gibt es
doch beträchtliche Fazies- und Klimaunterschiede, die zu einer Zonierung führen. Sie stehen
in direkten Zusammenhang mit einzelnen Faktoren, wie zum Beispiel den Gasgehalten im
Ozean, die gegenüber der Luft angereichert sind. Vor allem die oberen 30 m sind durch
Assimilation von pflanzlichen Plankton an O2 übersättigt. Bei O2 – Armut zersetzen anaerobe
Bakterien unter Bildung von H2S Eiweiße und reduzieren Sulfate. Ebenso wichtig für die
Lebewelt sind natürlich auch die Temperatur, die Meeresströmungen und die Salinität
(BRINKMANN/ZEIL,1990). „Meerestemperaturen lassen sich äquivalent zum Kalkgehalt
der Sedimente abschätzen; denn Kalkausfällung und organisch Kalkproduktion steigen mit
wachsenden Temperaturen.“ (BRINKMANN,KRÖMMELBEIN,1991). Sonneneinstrahlung
mit Licht und Wärme, sowie mineralische Rohstoffe sind die Hauptfaktoren von denen das
pflanzliche Leben abhängt und damit überhaupt allen Lebens. Hinzu kommen die Substratund Bodenbeschaffenheit, die allgemeine Lage mit Wasserschicht, Breitengrad und die
Wassertiefe (BRINKMANN/ZEIL,1990).
5. Ozeanische Mikrobiota und ihre Auswirkung auf lagerstätten- bzw. gesteinsbildende
Prozesse
1 Silicitischer zirkumantarktischer
Gürtel
2 Pelagische Karbonat- Schlämme
3 Rote Tiefseetone
4 Karbonatplattform
5 Riff
6 Phosphorite
7 BIF (nur in Paläosedimenten !)
8 Kohlenwasserstoffe
9 Mangan- Knollen
Abb. 6 (KUPFER, 2000)
Neben den schon beschriebenen karbonatischen Schlämmen aus Foraminiferen und
Coccolithen und den silicitischen Schlämmen aus Radiolarien und Diatomeen, gibt es noch
eine Reihe andere Sedimente, die mit Hilfe von Mikroorganismen gesteinsbildend sind. Die
Flachseeablagerungen sind hierbei geologisch besonders wichtig, weil mehr als 9 / 10 aller
Meeressedimente früherer Zeiten (soweit heute festländisch zugänglich) in geringen
Wassertiefen entstanden sind.
Hierzu gehören zum Beispiel im Schelfgebiet die Phosphorite, die häufig als Gemenge
zwischen Calcit und Apatit auftreten (Ca5(PO4, CO3OH)3(F, OH)). Sie assoziieren mit
Flachwasserkalken und leiten sich von der Plankton- Produktion in Oberflächen- Wässern ab,
wo sie ab 60 mg / l (Sättigungsgrenze) abgeschieden werden. Oft sind sie mit Biogenen,
Chert, Dolomit und untergeordnet Kalkstein angereichert. Mit zunehmender Tiefe wird das
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Karbonat immer weiter durch Phosphat ersetzt (KENNETT,1982). Die Ausfällung erfolgt
dabei entweder unmittelbar oder durch metasomatische Phosphatisierung kalkiger Sedimente.
Dieser Prozeß wird vor allem in Flachsee- Räumen mit geringer klastischer Zufuhr
begünstigt, wo es durch nährstoffreiche Auftriebswässer zu einem lebhaften biologischen
Stoffumsatz kommt. Es können dabei Phosphorit- Konkretionen, phosphatisierte hard –
ground – Krusten (Bsp. Oberkreide von N – Afrika und Perm von Idaho)
(BRINKMANN/ZEIL,1990) und Phosphorit- Flöze entstehen (Bsp. Kambrium in Asien und
Australien, Perm in Phosphoria Formation in Nordamerika und das Miozän in Florida)
(W.Pohl,1992).
Sehr wichtige Gesteinsbildner in der Flachsee sind die riffbauenden Oktokorallen, Blau-,
Grün- und Rotalgen, Hydrozoen, die Mollusken, Bryozoen und Echinodermen. Diese
Kalksteinbilder bevorzugen die tropischen Flachmeere, die frei von terrigenen
Materialeinfluß sind. Aber auch in den kälteren höheren Breitengraden findet man noch in
Wassertiefen von 1000m massive Karbonatbänke die durch Rotalgen aufgebaut sind
(BRINKMANN/ZEIL,1990). Oolithe und Riffkalke sind fast gänzlich auf die tropische
Flachsee beschränkt (BRINKMANN,KRÖMMELBEIN,1991).
Ein weiteres wichtiges Sediment, welches vor allem in präkambrischen Ablagerungen von
großer wirtschaftlicher Bedeutung ist, sind die Eisenverbindungen der BIF- Formationen. Ihre
Ausfällung erfolgte vor ca. 2,5-1,8 Milliarden Jahren durch den steigenden Sauerstoff- Gehalt
in den Meeren, erzeugt von Photosynthese betreibender Mikroorganismen (W.POHL,1992).
Dazu zählen vor allem die Blau- und Grünalgen. Die Lagerstätten können 50 –500 km lang
und über 1000 m mächtig sein (W.POHL,1992).
Wirtschaftlich besonders zukunftsträchtig sind die Manganknollen, die ich ihrer Bedeutung
wegen hier noch erwähnen möchte. Die Mikroorganismen wirken dabei sowohl primär, als
auch sekundär. Sie liefern u.a. die für das Wachstum benötigten Kristallisations- Keime. Und
aus den Lösungsrückständen ihrer Schalen und Hüllen sollen teilweise Elemente wie das
Kupfer und das Nickel stammen. Aktiv tragen benthische Mikroorganismen mit zum
Wachstum bei, indem sie über Jahrmillionen hinweg durch Bioturbation die Knollen bewegen
und sedimentfrei halten (BRINKMANN/ZEIL,1990).
Zusammenfassend kann man sagen, daß in Küstennähe am Kontinentalschelf kalkreiche
Sedimente akkumulieren mit Korallen und kalkreichen Algen, sowie Mollusken und
Bryozoen . Am Kontinentalrand dominieren hemipelagische Sedimente mit terrigenen
Sedimenten, wie Mergel und Siltstein und biogenen Material, mit den Foraminiferen als
wichtigsten Vertreter (KENNETT,1982).
Eine kontinuierlicher Übergang zw. hemipelagischen Sedimenten und biogenen Schlämmen
beginnt erst in größeren Tiefen am Kontinental- Rand oder dort, wo terrigene Sedimente an
Bedeutung verlieren (KENNETT,1982).
In der Tiefsee ist nur ein kleiner Teil der Organismen in der Lage solche Hartteile zu
produzieren, die dann auch im Sediment abgelagert werden. Aber diese produzieren
mengenmäßig immer noch genug, um quantitativ das Hauptsediment zu bilden
(KENNETT,1982).
6. Die geologische Bedeutung der ozeanischen Mikrobiota
Die ozeanische Mikrobiota haben eine enorm große und sehr komplexe Wirkung auf den
Sedimentationsraum Ozean. Ich habe zur besseren Übersicht die verschiedenen geologischen
Bedeutungen zu acht Gruppen zusammengefaßt.
Stofflicher Beitrag zum Sediment. Die wichtigste geologische Bedeutung der ozeanischen
Mikrobiota ist ihr stofflicher Beitrag zum Sediment.
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Den mineralischen Anteil an Aragonit liefern die Hydrozoen, Scleractinia, Cephalopoden und
die Grünalgen.
Wichtige Calcit- Lieferanten sind die Foraminiferen, Coccolithen, Kalkschwämme,
Octokorallen, kalkschalige Brachiopoden, Echinoderme und die Rotalgen.
Radiolarien, Kieselschwämme und Kieselalgen, wie die Diatomeen, liefern Kieselsäure in
opaler Form (BRINKMANN/ZEIL,1990).
90 Milliarden Tonnen Biomasse produzieren die ozeanischen Mikroorganismen pro Jahr
(ELICKI,2000).
Isotope und Altersdatierung. Über das Messen der Verhältnisse von 12C /13C und 32S/34S
erhält man Anhaltspunkt, ob die Karbonate, Sulfate, Sulfide rein anorganisch oder von
Organismen gebildet wurden. Über die 16O/18O- Isotope, gemessen an den Hartteilen von
Meeresorganismen, lassen sich Paläotemperaturen vorzeitlicher Meere ableiten, da sich in
dem Eis der Polkappen das leichtere Sauerstoff- Isotop anreichert und sich somit das
Isotopen- Verhältnis weltweit in den Kalken und Phosphaten mit der Bildungstemperatur
verschiebt (BRINKMANN/ZEIL,1990).
Zur Altersdatierung können aber auch
Wachstumsraten an Skeletten fossiler und rezenter Korallen genutzt werden, diese
dendrochronologischen
Kalender
führen
bis
zu
1000
a
zurück
(BRINKMANN,KRÖMMELBEIN,1991).
Folgende Spezies werden besonders häufig zur biostratigraphischen Altersbestimmung
genutzt: Conodonten, Foraminiferen, Ostracoden und Coccolithen, sowie Sporen und Pollen.
Sie lassen sich leicht durch Bohrungen gewinnen und bieten durch ihr häufig massenhaftes
Vorkommen
gute
Möglichkeiten
zur
Anwendung
statistischer
Methoden
(BRINKMANN,KRÖMMELBEIN,1991).
Tiefseelotkerne
zeigen
eine
gedrängte
Aufzeichnung der erdgeschichtlicher Ereignisse. In ihnen lassen sich, am Lagenwechsel von
Globigerinenarten des kühlen und warmen Wassers und damit Schwankungen des irdischen
Klimas, ganze Eiszeitalter ablesen (BRINKMANN/ZEIL,1990).
Chemismus und stoffliche Zusammensetzung. Über die Mikroorganismen sind Aussagen
über die stofflichen und chemischen Veränderungen, zwischen Meerwasser und Sediment
oder submariner Basaltflora, und geologischen Vorgänge des Multikomponenten- Systems
Ozean möglich. Sind Stoffe chemisch übersättigt, werden sie entweder ausgefällt oder als
Stoffwechselendproduckt der Organismen ausgeschieden. Damit liefern Sie nicht nur
wichtige Aussagen über die taxonomische Stellung, Gestalt und stoffliche Zusammensetzung
eines Sediments (BRINKMANN/ZEIL,1990), sondern auch über die Geschichte der CaCO3und SiO2-Ablagerung, -Auflösung und –Verteilung (KENNETT,1982).
Geologische Aussagen. Des weiteren liefern sie wertvolle Hinweise über die Bildung, die
Entwicklung, die Erhaltung, das Alter und letztendlich über die Veränderung und die Art der
Ablagerung der Ozeanböden. Nicht zu Vergessen, die Information über die Evolution der
Kleinstlebewesen, die auf und in ihm leben. Sie geben Auskunft über den Ablauf und die
Geschwindigkeit der Diagenese toniger, kalkiger, kieseliger Sedimente und über die
Massenbewegung vom Kontinentalrand zur Tiefsee und die Erosion am Kontinentalfuß
(BRINKMANN/ZEIL,1990). Bei entsprechender Korrelation gewinnt man Einblicke in die
Plattentektonik, Lithosphärenevolution, Paläomagnetik und die Oszillation zwischen glazial
und interglazial. Hauptziel ist die chronologische Kallibrierung und die globale Korrelation
(KENNETT,1982).
Paläoklimatologie. Die Paläoklimatologie widmet sich der Erforschung und Deutung
vorzeitlicher
Klimaverhältnisse
(BRINKMANN,KRÖMMELBEIN,1991).
Da
die
Organismen schneller und empfindlicher auf Umweltveränderungen, wie Schwankungen in
9
Temperatur, Salinität, Futterangebot, Sauerstoff- Gehalt und pH-Wert (KENNETT,1982)
reagieren als physikalische oder chemische Vorgänge, liefern sie wertvolle Anhaltspunkte
über die Entstehung und die ökologischen Bildungsumstände des Sediments. Langfristige
Klimaschwankungen von vieljähriger Dauer spiegeln sich deutlich in Tiefseesedimenten
wieder (BRINKMANN,KRÖMMELBEIN,1991). Bei entsprechenden Untersuchungen erhält
man Antworten auf die Fragen zum ökologischen Aspekt, in Form von Daten zur
Lichtintensität, Wassertiefe, Breitengrad, Tiefenzonierung und Wasserschicht. Anhand dieser
Daten lassen sich Regionale Muster von Oberflächen –Temperaturen nachvollziehen. Diese
Muster resultieren beispielsweise aus einem Wechsel im globalen Eisvolumen, aus einem
Wechsel in der vertikalen thermalen Struktur, der Intensität und Position von Winden, oder in
den Bodenströmen und Bodenwassermassen (KENNETT,1982).
Biostratigraphie. Die Basis dieser Wissenschaft bildet die Veränderung der Organismen im
Laufe der Zeit. Hierbei sind die Leitfossilien von besonderer Bedeutung. Es sind kurzlebige
Arten, die in großer flächenhafter Ausdehnung vorkommen, und die sich in rascher und
formenreicher stammensgeschichtlicher Entwicklung befinden. Mit ihnen ist eine
biostratigraphische Feingliederung möglich, wie zum Beispiel im Kambrium mit den
Trilobiten oder im Mesozoikum mit den Ammoniten. Man kann mit ihnen aber auch
biostratigraphische Zonen und Provinzen aushalten, vor allem bei isolierten Populationen
(BRINKMANN,KRÖMMELBEIN,1991). Die B. befaßt sich mit der Morphometrie und
Taxonomie von planktischen und benthischen Mikrofossilien im Sediment
(KENNETT,1982).
Paläobiogeographie. Die P. behandelt die Verbreitung und Wanderung fossiler Organismen,
die u.a. von geographischen und klimatischen Gegebenheiten abhängen und sowohl rezente
als auch fossile Umweltbedingungen widerspiegeln. Die Flora und Fauna liefern wertvolle
Hinweise zum Aufspüren von Landrücken, Kontinent- bzw. Meereszusammenhängen,
Klimagürteln und Meeresströmungen früherer Epochen (BRINKMANN,KRÖMMELBEIN,
1991). Die Paläogeographie ist neben der klimatischen Evolution ein Hauptkontrollfaktor in
der Entwicklung der Biogeographie. Letztere beschreibt die geographische Verteilung von
Organismen und zeigt die Relationen zw. Organismen, Rate der organischen Evolution,
Entwicklung der Mikrofossilgemeinschaften, der See und dem globalen Klima. Beobachtet
werden u.a. die Verteilung von Oberflächen – Wassermassen, die durchschnittliche Position
der Hauptströme und Fronten und der Wechsel in der Ereignisabfolge, hervorgerufen z.B.
durch das Driften von Eisbergen, durch Kontinent- Erosion und durch die biologische
Produktivität. Paläobiogeographische Wechsel entstehen durch biogenen Wechsel in den
darüberliegenden Wasserschichten und der sich so mit verschiebenden Klimaprovinzen. Diese
Wechsel in der Verteilung von Sedimenten werden genutzt, um den Wechsels in ozeanischen
und atmosphärischen Zirkulationen und die Effekte dieses Wechsels auf das globale Klima
zu entziffern (KENNETT,1982).
Paläoozeanographie. P. ist eine Wissenschaft zum Studium und Verstehen der Evolution der
Lithosphäre und dem morphologisch- physikalischen Charakter während der Zeit. Beobachtet
wird dabei die Entwicklung des ozeanischen Systems, inklusive Oberflächen- Zirkulation,
Bodenwasser- Zirkulation, Muster planktischen und benthischen biogeographischen
Entwicklung. Die ozeanographische Muster reflektieren dabei die biogeographische Muster
wie Wassermassengrenzen, Temperaturschwankungen und Upwelling wieder. Die
Entdeckung, Beschreibung und Klassifikation von fossilen Organismen ermöglicht eine
paläoozeanographische Rekonstruktion über große Gebiete des Ozeans (KENNETT,1982).
10
7. Zusammenfassung:
Zum Abschluß möchte ich noch eine tabellarische Zusammenfassung über die wichtigsten
Organismen- Gruppen mit ihrer Verbreitung und ihrer geologischen Bedeutung beifügen.
Karbonatische Mikrobiota:
Art
Foraminiferen
Vorkommen
Sind von randmarin
bis zu den
Tiefseebecken in allen
Breitengraden und in
allen Ozeanen
vertreten
Geologische Bedeutung
•
•
•
•
von subpolaren bis
warmen (!) Wässern,
neben Diatomeen und
Flagellaten
Lamellabranchiata
ist eine euryhaline, in
allen Standorten der
Meere lebensfähige
Klasse. Im
Unterschied zu ihr ,
sind die Gastropoden
mehr auf tropische
Flachwasser
beschränkt
In süßen- brackischennormalmarinen
Wasser
•
•
Pteropoden Planktische
Heteropoden Gastropoden mit
fragilen
Aragonitschalen
(meisten leben in
oberen 100m)
Riffkorallen Riffkorallen leben in
Symbiose mit
Grünalgen und
ausschließlich in
tropischen
Flachmeeren
Leben bevorzugt in
Kalkalgen
klaren Tropenwässern
Im Flachwasser
Horn- u.
Kalkschwämme
•
Coccolithen
(Calcitisches
Nannofossil)
Mollusken
Ostracoden
•
•
•
•
•
Zur Korrelation von tropischen Flachwasser- Sequenzen (für
Tiefsee unbedeutend)
Stratigraphisch wichtig für die Öl- Exploration (besonders für die
Bestimmung von mesozoischen und känozoischen Gesteinen)
Geben Auskunft über d. Bodenwassergeschichte, Verteilung
thermal- haliner Strukturen im Ozean und sind ein Indikator für den
Sediment- Transport
Benthische F. liefern tektonische Informationen über die Tiefe der
sedimentären LG von MOR, Paläotiefen, das Auf- und Absteigen
von Rücken u. d. tektonischen Geschichte vom Kontinentalrand,
des weiteren und die biogeographischen Verteilungsmuster der
verschiedenen Breitengrade
Karbonat. Gesteinsbildner (ältesten Formen seit Jura)
Für die Tiefsee- Paläontologie ausgesprochen wichtig, da sie sehr
große Teile von fossilen und rezenten Sedimenten ausmachen (im
Atlantik in fein graduierten Sedimenten 5-20 % (und mehr) )
Ab der oberen Kreide gibt es Mollusken
Sessile Formen, wie Vermetus in Florida bilden kleine Riffe
Im Paläozoikum von stratigraphischer Bedeutung zur Korrelation
über weite Ereignishorizonte
Vor allem Tiefseeformen reagieren sehr sensibel auf wechselnde
Umwelteinflüsse, Salinität und Wassertiefe
Sind biostratigraphisch wichtig, da sie überwiegend auf das Quartär
beschränkt sind (Quartärklimatologie)
Sie können wie am Golf von Mexiko auch gesteinsbildend wirken
•
•
Sind geologisch sehr wichtige Riffbildner
Indikator für tropischen Flachsee (Temp. 23-27°C +/- max. 7°C)
mit klare, normalhaline Wasser
•
•
Cyanobakterien à Stromatolithkrusten
Rotalgen sind die wichtigsten karbonatabscheidenden Organismen
11
Brachiopoden
Bryozoen
Sind Bewohner der
•
Riffe und Flachwasser
und außer Lingula
streng stenohalin
Leben seit Paläo•
zoikum rasenförmig
auf dem Grund
geheftet stenohalin als
sessile Koloniebildner
in der Schelfsee
Seit dem Mesozoikum sind die B. im Rückzug begriffen und
gleichzeitig in tiefere Wässer abgewandert
In der Kreide besonders formenreich und im Silur- Perm sogar
riffbildend
Silicitische Mikrobiota:
Arten
Radiolarien
Diatomeen
Silicoflagelaten
Kieselschwämme
Vorkommen
Geologische Bedeutung
Leben ausschließlich • Ist eine der wichtigsten Komponenten mariner Mikrofossilien und
marin in tropischen bis
wichtigster Produzent von biogenen SiO- Material
antarktischen
• Radiolarienschlämme sind typisch für äquatoriale Gebiete und
Gewässern;
deutlich an Provinzen gebunden. Sie sind durch ihre weite
überwiegend im
Verbreitung in Tiefseesedimente, ihrer Anzahl und Artenfülle von
Pazifik, aber auch im
großer geologische Bedeutung à Paläoökologie und
Indik
Biostratigraphie
• Sind streng stenohalin
leben in der Foto• Wichtig für die Paläostratigraphie und Paläoökologie, känozoische
Zone in marinem und
Biostratigraphie (leben in Abhängigkeit von der Temperatur in
süßem Wasser, von
streng biogeographischen Provinzen
der Polarregion bis
• zweitwichtigster Produzent von biogenen SiO2- Material
zum Äquator
• Diatomeenschlämme sind typisch für hohe Breitengrade
• einige Formen leben auf der unteren Seite von Packeis und dienen
somit als Indikatoren für dessen Verbreitung und für den Verlauf
von Bodenströmen
• Weit verbreitet im ozeanischen Sedimenten und wichtig für
• Einzeller im
paläoökologische biostratigraphische Studien
marinem Plankton
in allen Teilen der • Ist aber selten angereichert und rar als Hauptkomponente in
Ozeane
marinen Schlämme
In 100-1000m
• Bilden seit dem Jura flache Riffe (Bsp. Schwäbische Alb)
Wassertiefe
12
Die Daten, in diesen Tabellen, wurden aus (KENNETT,(1982), BRINKMANN/ZEIL,(1990).
(BRINKMANN,KRÖMMELBEIN,(1991)) zusammengetragen.
13
Literaturverzeichnis
J.KENNETT (1982): Marine Geology, Prentice- Hall, Inc. Englewood Cliiffs; 813 Seiten.;
New Jersey
BRINKMANN, ZEIL (1990): Abriß der Geologie – Allgemeine Geologie, Ferdinand Enke
Verlag Stuttgart; 278 Seiten.; Stuttgart
BRINKMANN, KRÖMMELBEIN (1991): Abriß der Geologie – Historische Geologie,
Ferdinand Enke Verlag Stuttgart; 404 Seiten.; Stuttgart
W. POHL (1992): Lagerstättenlehre, E.Schweizerbart´sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u.
Obermiller). Stuttgart; 112-127 S.
H. MURAWSKI (1992): Geologisches Wörterbuch, Ferdinand Enke Verlag Stuttgart; 254
Seiten.; Stuttgart
O.ELICKI (2000): mündliche Absprache
S.KUPFER (2000): Eigenentwürfe von Grafiken und Folien
14